Температуры земной поверхности как на суше, так и в океане обычно не равны температуре располагающихся над ней слоёв воздуха. Вследствие этого между подстилающей поверхностью и атмосферой возникает вертикальный поток тепла, обусловленный турбулентной теплопроводностью воздуха.

Турбулентный поток тепла зависит от интенсивности турбулентного перемешивания и стратификации приземного слоя атмосферы:

(5)

где θ – потенциальная температура; ρ – плотность воздуха; k – коэффициент турбулентности.

Если стратификация неустойчивая, то Р>0, поток направлен от подстилающей поверхности и поверхность теряет тепло. Если стратификация безразличная, то Р=0, если стратификация устойчивая, то Р<0 (поток направлен к подстилающей поверхности). То есть чем выше температура подстилающей поверхности и чем выше температурный контраст между температурой поверхности и температурой прилежащего воздуха, тем больше турбулентный поток тепла и наоборот.

Если рассматривать средние зональные величины турбулентного потока тепла за год, то для суши Р увеличивается от значения 1005 МДж/м² (0–10°с.ш.) до 2050 МДж/м² (20–30° с.ш.) и далее к высоким широтам (60–70°c.ш.) уменьшается до 250 МДж/м² за год. Для океанов  Р увеличивается от значения 167 МДж/м² (0–10° с.ш.) до 670 МДж/м² (на широтах 50–70° с.ш.) (Алисов Б.П., Полтараус Б.В., 1974). То есть поверхность Мирового океана и континенты вплоть до высоких широт в среднем за год отдают тепло в атмосферу. На большей части океанической поверхности (до 40° с.ш.) турбулентная отдача тепла воздуху сравнительно невелика и составляет менее 15% от величины радиационного баланса. Особенно мал по сравнению с радиационным балансом турбулентный поток тепла в тропических широтах Мирового океана. Это объясняется главным образом отсутствием здесь больших контрастов температуры поверхности воды и воздуха. Наоборот, в районах с теплыми океаническими течениями большая разница между температурой воды и воздуха способствует увеличению турбулентного потока тепла до 1250–1670 МДж/м² за год (Гольфстрим и Куросио). Напротив, в зонах холодных океанических течений теплообмен поверхности воды с атмосферой ослабевает или даже приобретает противоположный знак. В географическом распределении за год (рис. 1.5) турбулентного потока тепла на суше замечается в основном обратная тенденция по сравнению с океаном. Если на океанах с увеличением широты турбулентный поток тепла от зоны к зоне растет, то на суше отдача тепла в атмосферу уменьшается. Наибольший турбулентный поток тепла (более 2400  МДж/м² за год) отмечается в тропических пустынях. Таким образом, здесь  почти все тепло радиационного баланса идет на нагрев воздуха. Наоборот, в арктической области турбулентная отдача тепла воздуху в годовом выводе близка к 0.